UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE - FURG INSTITUTO DE CIÊNCIAS HUMANAS E DA INFORMAÇÃO
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOGRAFIA
Análise das Relações entre Dados Paleoclimáticos do Nevado Illimani (Bolívia) e a Precipitação na Região
Tropical da América do Sul.
LUCIANA TEDESCO DOS SANTOS
Orientador: Prof. Dr. Eder Leandro Bayer Maier.
RIO GRANDE, AGOSTO DE 2017.
Luciana Tedesco dos Santos
Análise das Relações entre Dados Paleoclimáticos do Nevado Illimani (Bolívia) e a Precipitação na Região
Tropical da América do Sul.
Orientador: Prof. Dr. Eder Leandro Bayer Maier.
RIO GRANDE, 2017.
Dissertação apresentada ao Programa de Pós- Graduação em Geografia da Universidade Federal do Rio Grande – PPGGEO-FURG, como requisito parcial para obtenção do grau de Mestre em Geografia.
Luciana Tedesco dos Santos
ANÁLISE DAS RELAÇÕES ENTRE DADOS
PALEOCLIMÁTICOS DO NEVADO ILLIMANI (BOLÍVIA) E A PRECIPITAÇÃO NA REGIÃO TROPICAL DA AMÉRICA DO
SUL.
Comissão Examinadora
Professor Dr. Éder Leandro Bayer Maier (Orientador)
ICHI – FURG
Professora Dra. Natália Lemke CENG – UFPEL
Professora Dra. Simone Emiko Sato ICHI – FURG
RIO GRANDE, 2017.
Dedico este trabalho à minha mãe Luci (in memorian), ao meu pai Flávio, a meus filhos Thales, Thiago, Vítor e Vinícius e ao meu companheiro de todas as horas, Dorval. A vocês que são a minha base.
AGRADECIMENTOS
Em primeiro lugar, quero agradecer à minha família. A vocês que são a minha estrutura, a minha força; por terem compreendido a necessidade de afastamento em momentos em que era necessária a minha presença. A meu pai, pelo exemplo de vida, pela generosidade e conselhos pertinentes que sempre me motivaram a seguir o caminho da dignidade, persistência e honestidade.
Meus filhos, verdadeiros anjos na minha vida e meus maiores incentivadores.
Meu companheiro Dorval, pelo apoio incondicional nos momentos mais difíceis, de incertezas e dúvidas, momentos de grandes desafios, mas necessários ao nosso crescimento.
Às minhas tias Glaci e Vera por todo apoio e dedicação, por cuidarem de mim, pela sabedoria expressada em cada palavra dita quando eu mais precisava. À minha nora Letícia, teu apoio foi fundamental; agradeço também a Lisanie pela amizade, caronas e hospedagem. Às minhas amigas que entenderam minha ausência nos encontros marcados da “turma” e me esperam para as próximas pizzas... GRATIDÃO!
Também aos meus colegas de Mestrado Juliana, Tuana, William, Tatiane, César, Mateus, Paulo e Márcia, agradeço de coração por compartilharem momentos de alegria, angústia e aprendizado. Um MUITO OBRIGADO especial à Maristel que se tornou uma amiga muito querida; da mesma forma, agradeço à Vaneza e a Tainã:
gurias, o apoio de vocês foi decisivo para que este trabalho se concretizasse.
Ao meu orientador, Professor Dr. Éder Maier pela disponibilidade e pelos conhecimentos que me levaram à conclusão deste trabalho. À Professora Dra.
Simone Sato pela participação em minha banca, pelas valiosas sugestões e a atenção de sempre.
As queridas amigas Profª. Msc. Rossana Telles, Dra. Etiene Marroni, Dra.
Natália Lemke e Dra. Rosemar Lemos pela amizade de tantos anos, incentivo e carinho. Pelas conversas e “sacudidas” nos momentos necessários. A vocês, meu sincero respeito e admiração.
A este PPGEO e a FURG pela acolhida e pela oportunidade, minha eterna gratidão.
“Tenho esperança de que um maior conhecimento do mar, que há milênios dá sabedoria ao homem, inspire mais uma vez os pensamentos e as ações daqueles que preservarão o equilíbrio da natureza e permitirão a conservação da própria vida.”
Jacques Cousteau
RESUMO
O balanço hídrico no planeta possui variações em diferentes escalas espaciais e temporais, as quais causam grandes impactos na biosfera, com a ocorrência de secas e chuvas excessivas. Este trabalho tem a intenção de explorar, em macro escala, as relações entre a variação do δ18O do testemunho de gelo do Nevado Illimani com a variabilidade climática da precipitação na região tropical da América do Sul. Os dados dos primeiros 50 m do testemunho abrangem o período entre 1929 e 1998, por isso foram utilizadas séries temporais da precipitação do mesmo período. Os dados da precipitação foram obtidos no sistema Hidroweb da Agência Nacional das Águas e do Serviço Meteorológico Boliviano. Com as comparações entre o δ18O e precipitação foi possível investigar a capacidade de reconstrução paleoclimática da precipitação utilizando o δ18O até o último máximo glacial. Foi utilizada a análise de dependência por regressão, sendo realizada a elaboração e análise dos gráficos de dispersão, identificação das retas e equações de regressão e obtenção e análise dos erros da regressão. Os resultados mostram que através da comparação das séries de precipitação da região tropical da América do Sul com a série do δ18O do Nevado Illimani foi possível verificar baixos índices de correlação, o que impossibilita a reconstrução paleoclimática da precipitação pretérita com base em uma regressão linear entre as variáveis. Embora os fenômenos tropicais (El Niño e La Niña) determinem a variabilidade interdecenal da precipitação, esta condição não indica que haja uma analogia suficiente para uma estimativa adequada da precipitação pretérita, visto que a frequência de ocorrência dos fenômenos e sua instabilidade referente à magnitude e localização geográfica podem produzir impactos diferentes na variável independente (δ18O) e na variável dependente (precipitação). Dessa forma, foi verificada a necessidade de trabalhos futuros com a intenção de aprofundar as investigações, a partir de análises mais detalhadas.
Palavras-chave: Anomalias; Dados Paleoclimáticos; Precipitação; Região Tropical.
Abstract
The world’s hydric balance has its variations in different space and temporal scales, which causes huge impacts at the biosphere with the occurrence of excessive droughts and rains. This work intends to explore, in macro scale the relations between the δ18O’s variations of the ice testimony of Nevado Illimani with the climatic variation of the South America tropical region. The data of the first 50 m of the testimony comprehend the period between 1929 and 1998, therefore rainfall time series of the same period were used. The data of precipitation were obtained of the Hidroweb system of the National Water Agency and the Bolivian Meteorological Service. The comparisons between the δ18O and precipitation investigated the capacity of paleoclimatic reconstruction of precipitation using the δ18O until the last maximum glacial. The regression dependency analysis were chosen for the research and the graphic analyses of dispersal, the identification of the lines, the regression equations and the obtention and analysis of the regression mistakes were used as such. The results show that thru the comparison of the precipitation series of South America tropical region with Nevado Illimani’s δ18O series, it is possible to check low indexes of correlation, which makes impossible the paleoclimatic reconstruction of past precipitation based on a linear regression between the variables. Although the tropical phenomena known as El Niño and La Niña determines the interdecenal variability of precipitation, this condition does not indicate that there is a sufficient analogy to assume a proper estimate of past precipitation, once the frequency of the phenomena occurrence and its stability related to the magnitude and the geographic location can produce different impacts at the independent variable (δ18O) and that the dependent variable (precipitation). As such, the necessity of future research with the intention of making deeper investigations about it is confirmed and for that, it will be necessary more detailed analysis.
Key Works: Anomalies; Paleoclimatic Data; Precipitation; Tropical Region.
Lista de Figuras
Figura 1. Modelo do processo de fracionamento isotópico na Amazônia
(Maier, 2014). ... 17
Figura 2. Representação esquemática do ciclo geoquímico da água (Daveau, 1976). ... 18
Figura 3. Localização da Área de Estudo. ... 20
Figura 4. Seção de testemunho de gelo (ice core). Fonte: www.icedrill.ch (acesso em 21/05/2015 às 16:35hs). ... 22
Figura 5. Regimes de precipitação sobre a América do Sul. Fonte: Reboita et. al. (2010). ... 27
Figura 6. Atuação da ZCIT sobre a região equatorial do Planeta. ... 29
Figura 7. Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS). ... 30
Figura 8. Fenômeno El Niño, anos normais e fenômeno La Niña. ... 41
Figura 9. Localização das Estações Meteorológicas observadas. ... 45
Figura 10. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Altamira/PA. ... 49
Figura 11. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Benjamim Constant/AM. ... 50
Figura 12. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Belém/PA. ... 51
Figura 13. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Boa Vista/RR. ... 52
Figura 14. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Conceição do Araguaia/PA. ... 53
Figura 15. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Laranjal do Jari/AP. ... 54
Figura 16. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Macapá/AP. ... 55
Figura 17. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Manicoré/AM. ... 56
Figura 18. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Óbidos/PA. ... 57
Figura 19. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Palmas/TO. ... 58
Figura 20. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Porto Velho/RO. ... 59
Figura 21. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Carolina/MA. ... 60
Figura 22. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Curaçá/BA. ... 61
Figura 23. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 199 na Estação de Iguatu/CE. ... 62
Figura 24. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Imperatriz/MA. ... 63 Figura 25. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Inhambupe/BA. ... 64 Figura 26. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Juazeiro/BA. ... 65 Figura 27. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Nova Viçosa/BA. ... 66 Figura 28. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Santa Rita de Cássia/BA. ... 67 Figura 29. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Teresina/PI. ... 68 Figura 30. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Grão Mogol/MG. ... 69 Figura 31. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Guaxupé/MG. ... 70 Figura 32. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Manga/MG. ... 71 Figura 33. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Teófilo/MG. ... 72 Figura 34. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Catalão/GO. ... 73 Figura 35. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Cuiabá/MT. ... 74 Figura 36. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Diamantino/MT. ... 75 Figura 37. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Goiânia/GO. ... 76 Figura 38. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Goiás/GO. ... 77 Figura 39. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Ponta Porã/MS. ... 78 Figura 40. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Capinota/BO. ... 79 Figura 41. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Arani/BO. ... 80 Figura 42. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Cobija Aeropuerto/BO. ... 81 Figura 43. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Padilla/BO. ... 82 Figura 44. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de San Calixto/BO. ... 83 Figura 45. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Tarabuco/BO. ... 84
Figura 46. Anomalia de precipitação, em milímetros, no período de 1929 a 1998 na Estação de Villa Serrano/BO. ... 85 Figura 47. Gráfico de correlação (pontos azuis); Gráfico do erro médio (linha amarela). ... 86 Figura 48. Gráfico de correlação (pontos azuis); Gráfico do erro médio (linha amarela). ... 87 Figura 49.Gráfico de correlação (pontos azuis); Gráfico do erro médio (linha amarela). ... 88 Figura 50. Gráfico de correlação (pontos azuis); Gráfico do erro médio (linha amarela). ... 89 Figura 51. Gráfico de correlação (pontos azuis); Gráfico do erro médio (linha amarela). ... 90 Figura 52. Gráfico de correlação (pontos azuis); Gráfico do erro médio (linha amarela). ... 91 Figura 53. Gráfico de correlação (pontos azuis); Gráfico do erro médio (linha amarela). ... 92
Sumário
1.1. Contextualização e Justificativa ... 13
2- OBJETIVOS ... 15
2.1-OBJETIVOS ESPECÍFICOS ... 15
3-REVISÃO BIBLIOGRÁFICA ... 15
3.1. Composição isotópica da água ... 15
3.2. Testemunho de Gelo no Nevado Illimani ... 19
3.3. Precipitação na região tropical e ciclo hidrológico ... 24
3.4. Região Amazônica ... 31
3.5. Região Nordeste e Minas Gerais ... 34
3.7. Bolívia ... 38
3.8. Variabilidade Climática na Região Tropical ... 39
4-METODOLOGIA ... 43
4.1. Dados ... 43
4.1.1. Razão Isotópica do Oxigênio Dezoito (δ18O) ... 43
4.1.2. Precipitação ... 44
4.2. Técnicas estatísticas ... 46
4.2.1. Análise de dependência por regressão ... 46
5- RESULTADOS ... 47
5.1. Análise dos Gráficos de Anomalias da Precipitação ... 48
5.2. Análises dos Gráficos de Correlação e Erro Médio... 86
6. CONCLUSÕES ... 94
7. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 96
1- INTRODUÇÃO
1.1. Contextualização e Justificativa
O continente sul-americano possui uma gama de regimes climáticos devido a sua grande extensão, abrangendo as latitudes tropicais do hemisfério norte (23º 27’ N) até as latitudes médias do hemisfério sul (66º 33’ S). Sua forma triangular e a existência da Cordilheira dos Andes, acompanhando toda a costa do Pacífico, contribuem para gerar grande diversidade de climas nos seus 17,6 milhões de km² (AMBRIZZI et al., 2009). De acordo com Garreaud et al. (2009), na América do Sul, em função da extensão meridional do continente, predominam padrões de climas com características tropicais (verões quentes e úmidos; invernos com temperaturas menores e com queda no índice de precipitação); subtropicais (situa-se a partir dos trópicos até latitude 40º tanto no Hemisfério Norte quanto no Sul; o verão é mais curto, porém com temperaturas elevadas e o inverno é bastante rigoroso com baixas temperaturas; o índice pluviométrico anual fica entre 500 e 1000 milímetros) e extratropicais (que abrange a partir da linha dos trópicos em direção aos polos).
Conforme o autor, devido à localização e elevada altitude, a Cordilheira dos Andes torna-se um grande obstáculo, agindo como uma barreira orográfica, isolando a circulação atmosférica da porção oeste e leste da cordilheira. Dessa forma, proporciona intensas tempestades convectivas na Floresta Amazônica (10ºN e 25ºS) e secas no altiplano e sudoeste da América do Sul.
No verão, a baixa térmica que persiste em se manter entre 20º e 30º S e a intensa nebulosidade sobre a Amazônia Central e o Altiplano da Bolívia favorecem um grande fluxo de umidade. As frentes frias vindas do Sul do Brasil estão ligadas às grandes atividades convectivas e às chuvas que ocorrem ao sul e oeste da Amazônia. Esta atividade é mais intensa e ativa na época de ocorrência da Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS). Este fluxo de umidade, advindo da floresta em direção às latitudes subtropicais da América do Sul, é conduzido pelos Andes no lado oriental da Cordilheira, sendo denominado Jatos de Baixos Níveis (JBN) no lado ocidental (MARENGO e NOBRE, 2009).
Este fluxo de umidade é a principal fonte de umidade decorrente do Oceano Atlântico, conduzido pelos ventos alísios para a Amazônia, vindos do litoral até a porção leste da Cordilheira dos Andes. Na ocasião do encontro dos ventos alísios com os Andes ocorre um desvio para sudeste, o que pode configurar um JBN e conduzir a umidade da Amazônia até a foz do Rio da Prata e norte da Argentina (Marengo e Nobre, 2009).
Conforme Ribeiro et al (2015) as precipitações que ocorrem na região da Bolívia, onde se localiza o Nevado Illimani, acontecem principalmente durante o verão austral (80% da precipitação anual), pela advecção de massas de ar úmidas oriundas, predominantemente, da Bacia Amazônica. Na estação seca, correspondente ao inverno austral (de junho a agosto), ocorrem os ventos de norte e noroeste. Episódios de precipitação extratropical que ocorrem durante os períodos secos são atribuídos às massas de ar advindas da região antártica, através da Argentina (RIBEIRO et al, 2015). Na atualidade têm ocorrido muitos estudos em relação aos recordes meteorológicos e hidrológicos a partir do início do século XX. Elementos do clima como a precipitação, vazão dos rios e temperatura do ar tem sido amplamente pesquisados, sendo discutidas as mudanças climáticas e seus impactos e se elas estão relacionadas ao passado ou à influência antrópica ou à combinação dos dois (MARENGO, 2006).
Estudos mais recentes demonstram diferentes tendências da precipitação na Amazônia, provavelmente devido às técnicas utilizadas para análise das chuvas serem curtas, sendo que as tendências interanuais e interdecenais predominam na variabilidade natural do clima (MARENGO e NOBRE, 2009).
Diante desta questão, nos dias de hoje tem sido muito utilizados dados paleoclimáticos mensurados em testemunhos de gelo como fontes de informação do clima pretérito, relacionando com variáveis atmosféricas ou hidrológicas, fornecendo assim dados com alta resolução temporal. Os testemunhos de gelo são tidos como os melhores registros paleoclimáticos, sendo assim, considerados a melhor forma de reconstrução da história do clima. Através dos dados retirados dessas amostras foram obtidas informações sobre a dinâmica atmosférica da região de estudo, onde foi constatada a
conservação de informações desde o Último Máximo Glacial, há aproximadamente 18.000 anos (RAMIREZ et. al., 2003).
2- OBJETIVOS
A proposta desse trabalho é estudar a relação existente entre a variação do registro isotópico do oxigênio dezoito do testemunho de gelo do Nevado Illimani (Bolívia) com o ciclo hidrológico na Região Tropical da América do Sul, verificando assim a viabilidade de fazer a estimativa da precipitação pretérita no continente Sul-Americano. As análises abrangem o período entre 1929 e 1998, a fim de analisar a possibilidade de reconstrução paleoclimática da precipitação usando o δ18O.
2.1-OBJETIVOS ESPECÍFICOS
Analisar as relações temporais entre a precipitação na região tropical da América do Sul e a série do δ18O do Nevado Illimani;
Analisar a estimativa da precipitação por regressão usando o δ18O; e
Analisar casos em que os registros do δ18O e da precipitação possuem (e não possuem) variações proporcionais e simultâneas.
3-REVISÃO BIBLIOGRÁFICA 3.1. Composição isotópica da água
A palavra “isótopo” vem do grego, isos = igual e topos = lugar, a qual se refere a um lugar comum de um elemento específico dentro da tabela periódica (PEREIRA, 2007). Isótopos são átomos de um mesmo elemento que possuem o mesmo número de prótons (Z), mesmo número de elétrons (E) e diferente número de nêutrons (N), ou seja, mesmo número atômico e diferentes números de massa. Isto significa que um núcleo ou um átomo (isótopo) é um elemento que pode ser estável ou radioativo. O que define isto é seu único número de prótons (Z) e nêutrons (N). Um isótopo é considerado estável quando a razão Z/N 1 – 1,5 (DAWSON; BROOKS, 2001).
Nos últimos anos tem sido empregada de forma crescente a técnica do uso de isótopos estáveis como o carbono (C), o hidrogênio (H), o oxigênio (O), entre outros, por vários pesquisadores e para diversos fins. Como por exemplo,
os isótopos de carbono e nitrogênio são muito utilizados atualmente para delinear nichos ecológicos de espécies em seus ecossistemas naturais (GARCIA, et al, 2007; OLIVEIRA et al, 2014; CLAUDINO et al, 2015). Os isótopos de H e O são aplicados na definição da composição da água, seja utilizada por vegetais ou pela água de recargas de precipitação (CRUZ, 1993).
Conforme Fraguas (2009), em estudos ambientais os elementos químicos que geralmente são utilizados compreendem dois ou três diferentes isótopos estáveis. Sabe-se que os isótopos leves existem com mais abundância na Terra do que os isótopos pesados, assim, para o oxigênio, existem três isótopos, 18O, 17O, 16O, com abundâncias de 0,20%, 0,03% e 99,75%, respectivamente. O isótopo 17O não é aplicado em função de sua baixa abundância na natureza. De acordo com Pereira (2007),
“Os isótopos estáveis estão presentes nos ecossistemas e sua distribuição natural reflete, de forma integrada, a história dos processos físicos e metabólicos do ambiente”.
Assim, através das medidas da distribuição isotópica, é possível compreender como estão identificados os componentes do ecossistema. A composição isotópica é representada pelo símbolo δ, que representa partes por mil (‰). Dessa forma, ficam representados os valores δ correspondentes à razão entre isótopos pesados e isótopos leves, como por exemplo δ18O e δ16O.
Quando citado o valor de δ, é comum a utilização de alguns termos como enriquecido/empobrecido ou positivo/negativo, entre outros (PEREIRA, 2007).
Por essa variação das razões de oxigênio 18 e 16 serem pequenas, a verificação dessa variável é representada em partes por mil (‰), segundo a seguinte equação:
δ 18O = 1000[(H218
O/H216
O)]amostra Eq. 1 H218
O/H216
O) SMOW
onde SMOW (Standard Mean Ocean Water) é uma amostra arbitrária que contém porcentagem de isótopos estáveis semelhante à composição média do oceano (CRAIG, 1961b).
Em relação ao fracionamento isotópico dos elementos leves, é necessário considerar que as moléculas com isótopos mais leves carregam
consigo isótopos mais pesados, com maior energia de vibração. Dessa forma, os compostos formados por isótopos mais leves apresentam uma maior pressão de vapor sendo que, com a vaporização da água, a fase líquida fica mais enriquecida de isótopos de hidrogênio e de oxigênio mais pesados (2H e
18O) e, ao mesmo tempo, empobrecida nos isótopos mais leves (1H e 16O), em comparação com a fase gasosa. Em geral, na mudança do estado da água (no estado mais denso) ficam mais concentrados os isótopos mais pesados. Essa separação ocorre de diferentes formas na natureza (CRUZ, 1993).
A utilização dos isótopos estáveis baseia-se no fato de que a relação isotópica varia de forma previsível, conforme o elemento alterna na natureza.
Para que essa relação seja alterada, é necessário que algum fenômeno modifique a quantidade de isótopos pesados e leves de uma amostra. Essa relação é chamada de fracionamento isotópico (FIGUEIRA, 2005).
Figura 1. Modelo do processo de fracionamento isotópico na Amazônia (Maier, 2014).
Um dos processos mais importantes que ocorrem durante o ciclo da água é a evaporação do oceano, conforme se observa na Figura 1. Durante esse processo, a água do mar, em relação à atmosfera fica enriquecida de 18O e empobrecida de 16O. Assim, em regiões tropicais, o vapor da água é parcialmente condensado, originando nuvens, que por sua vez, formam a precipitação. Neste processo, acontece um segundo fracionamento, onde a
água não condensada existente na atmosfera se concentra nos isótopos mais leves. Esse é o momento em que ocorre o equilíbrio isotópico (CRUZ, 1993).
Na Figura 2 está representado o esquema da dinâmica do ciclo geoquímico da água, onde as setas ascendentes representam a evaporação da água do oceano e as setas descendentes representam as descargas de precipitação a partir do oceano até o continente; as setas horizontais indicam as trocas entre o oceano e o continente e cada seta equivalem a aproximadamente 30 mil km³ de água. Isto significa que a cada descarga de chuvas ocorrem perdas de isótopo de oxigênio, ou seja, a água do mar em relação à atmosfera é enriquecida em 18O e empobrecida em 16O, isto é, a razão 18O/16O é maior em águas oceânicas do que na atmosfera. Assim, conforme a sequência de precipitações no continente, após os repetidos fracionamentos, a água não condensada existente na atmosfera concentra-se em isótopos mais leves (CRUZ, 1993).
Figura 2. Representação esquemática do ciclo geoquímico da água (Daveau, 1976).
As moléculas mais pesadas de oxigênio (18O) têm a propensão de precipitar com maior frequência do que as de menor massa atômica, ou seja, aquelas que possuem o isótopo mais leve (16O). Dessa forma, ocorre uma redução de aproximadamente -3%0 a cada precipitação no continente, causando assim um empobrecimento de até 60%0 do δ18O no decorrer do processo de evaporação-precipitação nas regiões polares, devido à baixa temperatura (CRAIG, 1961b e DANSGAARD, 1964). No momento em que é verificada a sublimação do vapor de água ocorre a formação do gelo; dessa forma, a razão 18O/16O torna-se bastante inferior à água do oceano, devido à
razão do gelo com a composição média do mar (SMOW). Essa diferença pode chegar a -60%0. Assim, de acordo com o ciclo geoquímico da água, é possível afirmar a seguinte sequência:
δ18O (oceano) δ18O (precipitação) δ18O(gelo)
Logo, conforme diminui a temperatura, aumenta a eficiência do fracionamento isotópico do oxigênio devido às diferenças energéticas entre os diferentes isótopos que são maiores em função da baixa temperatura (CRUZ, 1993).
3.2. Testemunho de Gelo no Nevado Illimani
O Nevado Illimani é um cone vulcânico, situado no centro-leste da Cordilheira dos Andes, em território boliviano, na Cordilheira Real, localizado a aproximadamente 40 km de La Paz e 180 km do Lago Titicaca. É uma montanha com cerca de 10 km de comprimento, 4 km de largura e alguns picos com mais de 6.000 m de altitude (RIBEIRO et al, 2015), como pode ser observado no mapa de localização da área de estudo, de acordo com a Figura 3.
Segundo Maier (2014), o cume do Nevado tem cerca de 6.350 m de altitude e é coberto por camadas de gelo e neve. A água que o compõem tem origem no Oceano Atlântico, o qual se localiza a uma distância média de 3.000 km do Nevado.
Figura 3. Localização da Área de Estudo.
Fonte: IBGE.
A neve acumulada na geleira forma camadas horizontais, preservando junto de si impurezas presentes na atmosfera, a qual se transforma em gelo.
Em consequência da pressão sofrida pelas camadas depositadas sucessivamente, a neve transforma-se em firn (estágio intermediário entre a neve e o gelo) e gelo. Conforme Sanches (2013),
“Geleiras são construídas pela acumulação de neve, que gradualmente metamofiza-se em firn, a neve que permaneceu pelo menos um verão, e posteriormente em gelo, e que fluem por ação da gravidade. Esse processo ocorre pela compactação devido ao peso das camadas sobrepostas. Neve e gelo são formações cristalinas com simetria hexagonal, mas que podem assumir uma variedade incontável de formas. O gelo de geleira se forma pela recristalização da neve durante processos de metamorfismo, e em sítios mais amenos pelo derretimento e recongelamento da neve superposta ao gelo, congelamento da chuva, condensação e congelamento do ar saturado em forma de geada.”
Esse registro é mantido em função da sequência anual das camadas e devido à preservação de sua composição química, preservadas no decorrer do tempo (BERNARDO, 2005). A camada mais profunda é composta por gelo constituído devido a precipitações de neve ocorridas no final do Último Máximo Glacial, há cerca de 18.000 anos, sendo que os primeiros 50 metros de cobertura de gelo formaram-se por precipitações sucedidas durante o século XX (RAMIREZ et al., 2003).
O testemunho do gelo (ice core) é um cilindro de gelo (conforme Figura 4), do qual são retiradas amostras de gelo e neve, o que possibilita a reconstrução da história do clima e da composição química da atmosfera, a qual se acumulou através de milhares de anos (SIMÕES, 2014). Dessa forma, os testemunhos do gelo são obtidos através de perfurações verticais retiradas das camadas de gelo, onde são realizadas análises químicas de sua composição isotópica, impurezas e gases, fornecendo assim, séries temporais de informações ambientais. Para que seja possível saber a idade do testemunho do gelo, se faz necessário o conhecimento da profundidade da perfuração realizada e a taxa anual de acumulação de neve no local da coleta.
A idade do testemunho do gelo pode ser de até centenas de milhares de anos (BERNARDO, 2005).
Os registros dos testemunhos de gelo consistem na forma mais direta e detalhada de investigar as condições climáticas e atmosféricas passadas.
Dessa forma, a cada ano, a neve que precipita e acumula sobre as geleiras, conserva concentrações atmosféricas de poeira, sal marinho, cinzas, bolhas de gases e poluentes humanos (MORAES et al., 2014). Portanto, esses registros podem ser utilizados para reconstruir a temperatura, a intensidade de circulação atmosférica, a precipitação, o volume dos oceanos, as poeiras atmosféricas, erupções vulcânicas, entre outros.
Figura 4. Seção de testemunho de gelo (ice core). Fonte: www.icedrill.ch (acesso em 21/05/2015 às 16:35hs).
Os testemunhos de gelo representam ótimos marcadores sazonais, viabilizando assim uma datação com grande precisão. Estes marcadores podem ser, por exemplo, a água ou a poeira. Através dos testemunhos é possível analisar as proporções dos isótopos estáveis da água, os quais mudam de acordo com a temperatura, demonstrando dessa forma os períodos mais frios ou mais quentes do ano; ou através da poeira, por intermédio de tempestades de poeira que ocorrem em certas regiões, possibilitando assim, a contagem dos anos. Importante salientar que as concentrações de poeira devem ser altas o suficiente para serem visíveis no testemunho do gelo (MORAES et al., 2014). A obtenção do testemunho do gelo no Nevado Illimani, na Bolívia (16º37’S, 67º46’W), foi feita com a finalidade de adquirir informações de tempos pretéritos da dinâmica atmosférica influente nesta montanha. Dessa forma, com as amostras do testemunho de gelo que foram retiradas da extremidade ocidental do Nevado Illimani, foi demonstrado o regime climático
atuante sobre o Oceano Pacífico e no lado oriental as amostras coletadas representam a dinâmica climática que atua sobre o Oceano Atlântico e o planalto sul-americano (THOMPSON et al., 1998).
O testemunho de gelo coletado na ocasião tem 136 m de comprimento, sendo que os primeiros 36 m são constituídos por firn e o restante é constituído de gelo da geleira. Os primeiros 50 metros foram fracionados em partes de 7 centímetros para fins de amostragem, sendo que cada amostra corresponde, em média, a 1,15 mês. Estes pedaços foram derretidos e um percentual da água líquida foi analisado em um espectrômetro de massa de razões isotópicas, originando, dessa forma, a série temporal do δ18O do Nevado Illimani (RAMIREZ et al., 2003).
De acordo com Bernardo (2005), por meio da medição de diversos parâmetros no gelo, como acidez, conteúdo iônico, razões de isótopos estáveis de oxigênio e hidrogênio, condutividade elétrica, micropartículas, entre outros, torna-se possível obter informações de atividades vulcânicas, assim como de fontes terrestres de poeira, poluição em nível global, etc. Dessa maneira, são medidas diversas espécies químicas e propriedades físicas em testemunhos de gelo e neve.
Alguns fatores destacam-se no controle da variabilidade do δ18O no Nevado Illimani. A seguir são apresentados os mais relevantes:
a. Continentalidade: é o que define a média da razão isotópica em aproximadamente -15%0, em decorrência da distância de 3.000 km entre o Nevado e o Oceano Atlântico (ELTHAIR e BRAS, 1994);
b. Altitude: a redução da temperatura e da disponibilidade de água na atmosfera, possibilita o aumento do fracionamento isotópico do O18 em relação ao O16 (VIMEUX et al., 2005);
c. Sazonalidade: define que a entrada de água evaporada do Oceano Atlântico no verão se dá pela ação dos ventos de monção, que favorece o transporte de isótopos de maior massa atômica para essa região em decorrência da elevação da temperatura atmosférica. Em relação ao inverno, ocorrendo à diminuição da temperatura e a cessação dos ventos monçônicos, consequentemente, é favorecida a redução do δ18O no interior
do continente sul americano devido a maior reciclagem de água (SALATI et al., 1979);
d. Evapotranspiração: a vegetação equatorial é relevante na regulação hídrica entre a litosfera e a atmosfera. Aproximadamente 50% da água precipitada sobre a Floresta Amazônica têm origem na evaporação da umidade continental (SALATI et al., 1979);
e. Variação da temperatura superficial dos oceanos tropicais: o fenômeno El Niño – Oscilação Sul (ENOS) é o principal fator impactante no ciclo hidrológico que causa mudanças na temperatura superficial dos oceanos Atlântico e Pacífico, sendo preponderante na escala interanual e interdecenal (RAMIREZ et al., 2003; VUILLE et al., 2003).
Segundo Maier et al. (2013b), a variabilidade do Atlântico Norte efetua grande controle na recarga hídrica no leste da região equatorial, influenciando, portanto, no fracionamento isotópico preservado no Nevado Illimani.
Bernardo (2005) relata a importância da idade da neve/gelo como um parâmetro chave nos recentes estudos ambientais e paleoambientais. O autor afirma que os mantos de gelo/geleiras são camadas sobrepostas de pretéritas precipitações de neve, que com o decorrer do tempo e pelo seu fluxo, transformaram-se em gelo, sendo comprimidas e tensionadas pela força gravitacional. A espessura das camadas tem a tendência em afinar conforme aumenta a profundidade, considerando que, em algumas situações, a espessura das camadas pode aumentar devido a ondulações na topografia de base. Desta forma é importante que a datação de um testemunho do gelo seja executada por métodos complementares para garantir uma maior precisão.
Estes métodos são comumente utilizados em combinação para datar camadas de gelo e neve. Os métodos complementares ao qual o autor se refere, são os seguintes: variações sazonais em parâmetros físicos ou químicos; identificação de horizontes de referência; modelos matemáticos do fluxo e deformação do gelo.
3.3. Precipitação na região tropical e ciclo hidrológico
Na região tropical do Brasil observa-se uma faixa de latitude que inclui a região amazônica e a região Nordeste, as quais apresentam clima chuvoso e semiárido, respectivamente. Na região amazônica a chuva mantém a floresta,
enquanto que no Nordeste, embora com a proximidade do oceano e com a entrada dos ventos alísios do mar para a terra durante todo o ano, ocorre grande escassez de chuvas (MARENGO et al, 2009).
Durante a estação chuvosa da Amazônia, uma grande quantidade de nuvens está agregada às correntes de ar ascendentes que declinam em grande parte para o Nordeste, bloqueando a formação local de nuvens. Já na Amazônia, o ar que vem do oceano Atlântico passa por vários ciclos de formação de nuvens e precipitação, em um processo de reciclagem que mantém o ar úmido no seu percurso para o sul, paralelo com a Cordilheira dos Andes. Estes ventos são chamados Jatos de Baixos Níveis e favorecem uma conexão aérea entre o ciclo hidrológico da bacia Amazônica e o da bacia dos rios Paraná e Prata (MARENGO et al, 2009).
O fenômeno El Niño Oscilação Sul (ENOS) tem uma influência direta no Pacífico Tropical, agindo diretamente sobre a costa do Equador, Peru, norte do Chile e, indiretamente, sobre a América do Sul, atingindo também as altas latitudes (GARREAUD et al, 2009). A forma triangular do continente, a Cordilheira dos Andes e sua extensão desde os trópicos até as altas latitudes, auxiliam na geração da grande diversidade do clima da América do Sul. Os eventos ENOS são fenômenos do sistema acoplado oceano-atmosfera (DEWES, 2007).
O El Niño (EN) é o aquecimento incomum das águas superficiais na parte central e leste do Pacífico Tropical, na região da costa oeste da América do Sul, mais particularmente na costa do Peru (MENDONÇA e DANNI- OLIVEIRA, 2007), onde ocorrem mudanças na circulação oceânica associadas a ele. Possui uma ligação muito próxima com a Oscilação Sul (SO), à contrapartida atmosférica, provocando um enfraquecimento na entrada dos ventos alísios no continente e na circulação tropical associada.
Durante estes episódios, ocorre um aquecimento da temperatura da superfície do mar (TSM) no Oceano Pacífico Equatorial Central e Leste, provocando o aumento da convecção atmosférica nessas regiões, ao mesmo tempo em que se esfria no Pacífico Oeste, onde a convecção e a precipitação diminuem (GRIMM, 2009). Padrões de umidade são alterados e com isso, ocorrem variações da distribuição das chuvas em regiões tropicais, de latitudes
médias e altas. Devido às mudanças de direção e velocidade dos ventos, o comportamento das massas de ar também se modifica. O El Niño é a fase quente do ENOS e a La Niña é a fase fria.
De acordo com Reboita et. al. (2010) na América do Sul ocorrem oito regimes de precipitação, reconhecidos pelo volume e distribuição temporal das precipitações de acordo com a localização dos regimes, com a quantidade de precipitação (em mm) e sazonalidade. A seguir são citados os regimes de precipitação:
a) (R1) - No Sudoeste da América do Sul, com uma precipitação de 1000–1700 mm anuais (máxima no inverno e mínima no verão);
b) (R2) - No Norte do Chile, noroeste e centro-sul da Argentina, com 350 mm anuais (máximas no inverno e mínimas no verão);
c) (R3) - No oeste do Peru, oeste e sul da Bolívia, norte e centro-leste da Argentina e centro-norte do Paraguai, sendo que ao Norte, a precipitação é de 350-700 mm e ao sul é de 700-1400 mm, com máximas no verão e mínimas no inverno;
d) (R4) - No sul do Brasil, sul do Paraguai e Uruguai, a precipitação anual é de 1050-1750 mm, sendo que as chuvas são homogêneas;
e) (R5) - No noroeste a sudeste do Brasil, incluindo o Equador e norte do Peru, a precipitação anual ao Sul é de 1500 mm e ao Norte é de 2450-3000 mm, com precipitações máximas no verão e mínimas no inverno;
f) (R6) - No norte da Região Norte do Brasil e litoral do Nordeste do Brasil, as precipitações ficam entre 1500-2000 mm, com precipitação máxima no verão e outono e mínimas no inverno e primavera;
g) (R7) - No sertão nordestino do Brasil a precipitação anual varia entre 200-500 mm, sendo que a precipitação máxima ocorre no verão e no outono e a mínima no inverno;
h) (R8) - No norte da América do Sul a precipitação é superior a 1500 mm, com precipitações máximas no inverno austral e mínimas no verão austral.
Os referidos regimes de precipitação estão apresentados na Figura 5.
Figura 5. Regimes de precipitação sobre a América do Sul. Fonte: Reboita et. al. (2010).
O volume e a sazonalidade da precipitação estão diretamente relacionados com a atuação dos mecanismos atmosféricos que transportam e elevam a umidade. Em resposta às mudanças sazonais do balanço térmico terrestre, ocorre uma alteração na intensidade, frequência e localização desses mecanismos, como por exemplo, a migração sazonal da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) para o hemisfério norte, durante o inverno e para o sul durante o verão austral (REBOITA et. al., 2010).
No continente sul-americano ocorrem sistemas atmosféricos de transporte e convergências de umidade, os quais são os responsáveis pela dinâmica das chuvas eventos. A combinação desses mecanismos semifixos de transporte e convergência de umidade na região tropical promove os maiores volumes de chuvas na América do Sul (REBOITA, et.al., 2010). Serão citados a seguir, os principais sistemas que caracterizam a distribuição espacial e temporal da precipitação.
A Zona de Convergência Intertropical do Atlântico (ZCIT) é o sistema mais importante que origina a precipitação sobre a região equatorial dos oceanos Atlântico, Pacífico e Índico. É visualizado em imagem de satélite como uma banda de nuvens convectivas que se estende em uma faixa ao longo da região equatorial (MELO et. al., 2009). Sua formação ocorre na extensão das baixas latitudes, onde acontece a junção dos ventos alísios de nordeste e sudeste, criando uma ascendência de massas de ar, que geralmente são úmidas (MENDONÇA e DANNI-OLIVEIRA, 2007). Tem papel importante na determinação da estação chuvosa do norte da região Nordeste, devido a sua migração sazonal associada aos fatores que provocam o fortalecimento ou enfraquecimento dos ventos alísios de nordeste e sudeste (MELO et. al., 2009).
Mendonça e Danni-Oliveira (2007) relatam que a ZCIT é nitidamente observada em imagens de satélite devido à formação de uma massa de nuvens, de algumas centenas de quilômetros de largura, que se formam de acordo com a considerável ascendência zonal onde o céu apresenta-se com uma grande cobertura de nuvens, que resultam em fortes precipitações. A ZCIT é uma característica permanente dos trópicos, e sua posição é observada por uma ou mais faixas de nuvens nas imagens de satélite.
A ZCIT forma um divisor entre as circulações atmosféricas celulares que se localizam nas proximidades do Equador, as células de norte e sul de Hadley; é móvel, em razão do deslocamento que ocorre durante o ano sob a ação do movimento aparente do Sol. Sua posição em março é mais ao sul e em setembro, mais ao norte, com uma diferença sazonal de aproximadamente 50 dias. Sua disposição sazonal e diária depende de alguns fatores, ou seja, a continentalidade ou a maritimidade, relevo e vegetação. A Zona de Convergência Intertropical aproxima-se à descrição da ascendência do ar e a
subsequente formação de acentuada massa de nuvens que evidencia a cintura equatorial do Planeta (MENDONÇA e DANNI-OLIVEIRA, 2007). Na Figura 6 é possível observar a atuação da ZCIT sobre a região equatorial do Planeta.
Figura 6. Atuação da ZCIT sobre a região equatorial do Planeta.
Fonte: http://www.climatempo.com.br/ imagem de 13/04/2010, acesso em 24/11/2015.
Conforme Rao e Hada (1990), as altas temperaturas e os ventos alísios na região equatorial apresentam-se eficientes na dinâmica da evaporação e do transporte de umidade que converge na ZCIT e nos complexos convectivos de mesoescala (CCM). Dessa forma, com a combinação destes mecanismos, formam-se grandes volumes pluviométricos, podendo ultrapassar 2.500 mm no período de um ano. Embora os valores totais anuais de precipitação na região tropical possam ultrapassar 2.500 mm, estes valores também podem manter-se abaixo de 500 mm. Fica evidente, na primeira situação, que o regime pluviométrico forma um complexo ciclo hidrológico sobre o continente, e na segunda situação, é natural a ocorrência de escassez de água, devido à rápida evaporação da água das chuvas, em decorrência das altas temperaturas e dos ventos.
As regiões que recebem abundantes chuvas são as que também recebem os ventos monçônicos, pois através dos jatos de baixos níveis é feito
o transporte da umidade que converge nos complexos convectivos de mesoescala ou na Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS). A ZCAS se origina da intensificação do calor e da umidade provenientes do encontro de massas de ar quentes e úmidas da Amazônia e do Atlântico Sul, na região central do Brasil. Possui uma forma alongada de nebulosidade de orientação NW/SE, facilmente observada em imagens de satélite, estendendo-se do sul da região Amazônica até a região central do Atlântico Sul (MENDONÇA e DANNI- OLIVEIRA, 2007), conforme demonstrado na Figura 7.
Figura 7. Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS).
Fonte: http://www.climatempo.com.br/ imagem de 04/02/2013, acesso em 24/11/2015.
Carvalho et. al. (2009) afirmam que a intensidade da ZCAS pode ser considerada independente de sua extensão sobre o oceano, ou seja, é possível observar intensa e persistente atividade convectiva sobre o continente sem ocorrer uma correspondente alta atividade convectiva sobre o oceano.
Também pode acontecer o contrário, ocorrer uma intensa atividade convectiva sobre o oceano e região Sudeste do Brasil, independentemente do que se observa no interior do continente. Ainda sobre o assunto, é possível acrescentar que esses autores demonstram que a atividade convectiva intensa sobre o oceano ocorre em associação com a propagação de trens de ondas de latitudes médias ligados a distúrbios intrassazonais tropicais.
Quando a convecção é intensa sobre o continente, mas desacoplada da atividade convectiva sobre o oceano, não se observa uma relação clara com a propagação de trens de onda em latitudes médias do Hemisfério Sul, sugerindo que outros fatores, locais ou remotos, ao ocorrer nos trópicos, possam contribuir para essa variabilidade.
Foram observados durante o experimento TRMM/LBA (Tropical Rainfall Measuring Mission/Large-Scale Biosphere-Atmosphere Experiment in Amazonia), que regimes de ventos de oeste e leste estavam associados a mudanças nas características de convecção (CARVALHO E JONES, 2009).
Dessa forma, foi desenvolvido por Jones e Carvalho (2002) um estudo climatológico para investigar fases ativas e inativas na monção da América do Sul. Anomalias intrassazonais (10-70 dias) na direção do vento em baixos níveis, em Rondônia, foram usadas para classificar regimes de oeste (W) e leste (E). Composições em regimes de W mostraram ventos de baixos níveis cruzando o Equador em direção sul e fechando em circulação ciclônica sobre a costa da Argentina.
Regiões extensas de convecção e chuva sobre o Altiplano da Bolívia e o norte da América do Sul foram observadas nesses padrões, caracterizando a presença de ZCAS. Em oposição, nos regimes de E, padrões opostos foram observados na circulação, convecção e chuva, caracterizando as situações de ausência ou enfraquecimento de ZCAS (NZCAS). Herdies et. al. (2002) analisaram o balanço integrado verticalmente do fluxo de umidade durante o experimento TRMM/LBA, constatando que o transporte de umidade dos trópicos para os extratrópicos da América do Sul é mais eficaz durante o regime de ZCAS do que durante o regime de NZCAS.
3.4. Região Amazônica
A bacia amazônica é composta por uma grande variedade de ecossistemas e grande diversidade biológica. Engloba a maior extensão da floresta tropical, com mais de 5 milhões de km e compreende um quarto das espécies animais e vegetais do planeta; a precipitação anual em média é de 2.300 mm e a descarga do Rio Amazonas no Oceano Atlântico é de, aproximadamente, 220.000 m³/s, correspondendo a 18% da descarga total de água doce nos oceanos do planeta (MARENGO E NOBRE, 2009).
A floresta tem grande importância na preservação do equilíbrio dinâmico entre clima e vegetação e seu papel é indispensável na reciclagem do vapor d’água. Existe a hipótese de que a Floresta Amazônica funciona como regulador climático em escala global, agindo como regulador dos balanços de energia e hídrico (MARENGO E NOBRE, 2009). Conforme os autores, a Amazônia brasileira representa 60% de toda a floresta amazônica, a qual se prolonga a outros países da América do Sul, como o Peru, Colômbia e Venezuela.
Na Amazônia, durante o verão, a circulação atmosférica apresenta uma diminuição da pressão atmosférica persistente em torno de 20º e 30ºS, na região do Chaco, sobre a Amazônia Central e o Altiplano da Bolívia, no período em que a ZCAS atua com maior intensidade. Marengo e Nobre (2009) afirmam que nessa época do ano as frentes frias que vêm do Sul estão associadas às acentuadas atividades convectivas e às precipitações sobre a região sul e oeste da Amazônia, assim como por um fluxo intenso de umidade da Amazônia para latitudes maiores na América do Sul. Essa umidade é conduzida pelos Andes no lado oriental da cordilheira e é conhecido como Jato de Baixos Níveis (JBN) ao leste dos Andes.
Marengo e Nobre (2009) salientam um importante padrão da circulação equatorial, que são chamados ventos alísios, os quais são responsáveis por transportar a umidade do Atlântico Tropical para a Amazônia, coligados a uma maior pressão atmosférica no Atlântico Tropical Norte, no decurso do verão e outono. Os ventos alísios, ao se depararem com os Andes, sofrem um desvio para sudeste e, se houver uma intensificação desse fluxo, poderá caracterizar um JBN. Nos níveis mais baixos, estes eventos de JBNs poderão alcançar velocidades de vento de até 15m/s e, dessa forma, transportar a umidade da Amazônia até a Bacia do Prata e o norte da Argentina.
Já nos níveis superiores da atmosfera, a Amazônia do Sul é vigorosamente aquecida durante o verão austral, pelo fortalecimento do gradiente zonal de temperatura e do grande fluxo meridional em altos níveis.
Durante o inverno, a circulação em altos níveis sofre um enfraquecimento do fluxo sobre os trópicos, ou seja, o jato de alto nível se torna mais intenso e mais próximo do Equador. Em baixos níveis, a ZCIT se desloca mais para o
norte, contíguo com a baixa pressão equatorial e as águas superficiais mais quentes do Atlântico Tropical Norte (MARENGO E NOBRE, 2009).
Ainda de acordo com os autores, a Amazônia exibe significativa heterogeneidade espacial e sazonal das chuvas, sendo a região com maior total pluviométrico, onde é possível observar que a maior pluviosidade se encontra no litoral do Amapá, na foz do Rio Amazonas e no setor ocidental da região, onde as chuvas ultrapassam 5.000 mm/ano. Nessa área são encontrados três núcleos de excessiva precipitação: o primeiro localiza-se no noroeste da Amazônia, com precipitação acima de 3.000 mm/ano, agrega-se à condensação do ar úmido trazido pelos ventos de leste da ZCIT, devido ao levantamento orográfico sobre os Andes, ocorre principalmente no trimestre abril/maio/junho; o segundo localiza-se na parte central da Amazônia (5ºS), com chuvas de 2.500 mm/ano, onde a estação chuvosa acontece entre março/abril/maio; o terceiro encontra-se na parte sul da região amazônica, onde as máximas de precipitação ocorrem entre janeiro/fevereiro/março.
Porém, deve ser considerado um quarto centro, próximo a Belém, na parte leste da bacia Amazônica, com chuvas superiores a 4.000 mm/ano, com máximas entre fevereiro/março/abril. O quarto centro deve-se às linhas de instabilidade que se formam ao longo da costa, forçadas pela circulação de brisa marítima, geralmente, nos finais de tarde (MARENGO E NOBRE, 2009).
De acordo com os autores, o início da estação chuvosa no sul da Amazônia é na primavera, sendo que os máximos de precipitação acontecem no verão. No outono, os máximos de precipitação decorrem na Amazônia Central, no sentido oeste até a foz do Rio Amazonas. No inverno, na Amazônia Central e do Sul, ocorre a estação seca, entretanto, o máximo da estação chuvosa ocorre no extremo norte da Amazônia. Marengo e Nobre (2009) ainda acrescentam que
Os trimestres mais secos na região Norte mudam progressivamente de setembro/outubro/novembro no extremo norte, para agosto/setembro/outubro, numa longa faixa latitudinal desde o oeste da região Nordeste; para julho/agosto/setembro no vale da bacia Amazônica, sobretudo a oeste, e para junho/julho/agosto na parte sul.
Segundo Rao e Hada (1990), estações localizadas no Hemisfério Norte, como Oiapoque (3ºN, 60ºW), exibem o máximo de chuvas
durante o inverno austral (jun/jul/ago) e o mínimo durante o verão austral (dez/jan/fev).
O início da estação chuvosa tem sido avaliado utilizando-se observações das precipitações diárias e as mudanças nos campos de circulação e convecção. O início e fim da estação chuvosa na Amazônia movem-se progressivamente de sul para norte. A variabilidade interanual do início e fim da estação das chuvas depende dos campos de Anomalias de Temperatura da Superfície do Mar (ATSM), no Pacífico ou no Atlântico Tropical. Estes oceanos têm fundamental importância no controle do início e fim da estação chuvosa. A influência da TSM aparenta ter maior intensidade do que o volume de precipitação acumulada na região, durante o início e fim da estação das chuvas (MARENGO E NOBRE, 2009).
3.5. Região Nordeste e Minas Gerais
O Nordeste do Brasil tem uma área de 1.558.196 Km², localiza-se no extremo nordeste da América do Sul, a leste da maior floresta tropical do planeta (KAYANO E ANDREOLI, 2009). É banhado pelo Oceano Atlântico ao norte e leste e, apesar da localização, não possui uma distribuição de chuvas típicas da região equatorial. Possui três tipos de clima, sendo que a precipitação anual varia de 300 a 2.000 mm, os quais são: clima litorâneo úmido (do litoral da Bahia ao litoral do Rio Grande do Norte); clima tropical (em áreas dos Estados da Bahia, Ceará, Maranhão e Piauí); e clima tropical semiárido (em todo o sertão nordestino), sendo que as temperaturas variam entre 20º a 28º (média anual) (KAYANO E ANDREOLI, 2009).
Ainda segundo os autores, o Nordeste brasileiro está sob a influência dos Anticiclones Subtropicais do Atlântico Sul (ASAS) e do Atlântico Norte (ASAN) e do cavado equatorial que definem o clima da região. O ASAS avança sobre o país de leste para oeste, se fortalecendo com regularidade, iniciando no final do verão do Hemisfério Sul (HS), chegando a sua intensidade máxima em julho, aproximando-se do fim em janeiro. Ao contrário, o ASAN é mais irregular; tem maior consistência em julho, porém, enfraquece em novembro, reintensifica-se até fevereiro, torna-se fraco novamente em abril e outra vez toma força até julho.
Os JBN associados aos sistemas de pressão são os alísios de sudeste, na borda norte do ASAS e, de nordeste, na borda sul do ASAN. Dessa forma, a ZCIT no Atlântico está na região de convergência dos alísios de nordeste e sudeste, retratando movimentos ascendentes, baixas pressões, nebulosidade e chuvas abundantes (KAYANO E ANDREOLI, 2009). As chuvas nessa região apresentam má distribuição temporal no período de um ano e grande variabilidade espaço-temporal, dependendo do sistema atuante. Esta má distribuição temporal é demonstrada por Strang (1972), onde o autor relata que uma alta porcentagem das chuvas anuais ocorre somente em três meses do ano: 60% de novembro a janeiro para o alto e médio São Francisco; mais de 60% de fevereiro a abril na área que inclui o Maranhão, Piauí, Ceará, toda a região semiárida a oeste do Planalto da Borborema até o extremo norte da Bahia; 50% de maio a julho na costa leste do Nordeste brasileiro (KAYANO E ANDREOLI, 2009). As variações dos alísios podem provocar alterações na intensidade e posição da ZCIT (NAMIAS, 1972b). Os Sistemas Frontais (SFs) do HS e do HN podem aumentar a convecção da ZCIT, ao se locomoverem para latitudes equatoriais. A característica mais interessante da convecção na ZCIT pode estar ligada a complexos convectivos que se formam na região da África. Dessa forma, os sistemas de grande escala, como o ASAS e o ASAN, assim como os de escala sinótica, afetam a intensidade da ZCIT, logo, tornam- se os fatores determinantes das chuvas no norte e nordeste do Brasil no outono austral.
De acordo com Kayano e Andreoli (2009), na costa leste do nordeste brasileiro, o escoamento médio e a brisa terramar promovem um máximo noturno ao longo da costa e um máximo diurno até 300 km além da costa.
Nessas áreas, as máximas precipitações anuais, que ultrapassam 1.500 mm, concentram-se próximo a região litorânea, devido à influência de brisas que levam nebulosidade, provocando maior concentração de precipitação nessa área.
Devido à utilização dos dados de bases meteorológicas do Estado de Minas Gerais, nesse subcapítulo também será abordado o clima deste estado, para que seja possível a análise das referidas bases. O Estado de Minas Gerais localiza-se na região Sudeste do Brasil, possui uma área de 586.852,35
km². O clima é tropical e em função da altitude, apresenta variações, tais como, tropical de altitude, tropical úmido, entre outros. No extremo norte do estado ocorre o clima semiárido, devido à baixa pluviosidade. As temperaturas médias anuais são superiores a 18ºC, com exceção dos planaltos mais elevados do centro-sul do estado, sendo que, no inverno, as temperaturas médias são inferiores a 18ºC (Fonte: Portal do Governo de Minas Gerais).
A aproximação ao Trópico de Capricórnio proporciona uma posição geográfica ímpar pois, do ponto de vista climático, a localização lhe favorece um grande fluxo de energia durante todo o ano e uma distribuição irregular da precipitação, entre outros fatores. É possível citar como características condicionantes do clima, a maritimidade/continentalidade - que influencia as condições de temperatura e a disponibilidade de umidade - e a topografia, que apesar de não se caracterizar como de elevada altitude, promove turbulência constante por ser acidentada (NUNES et al., 2009).
Segundo os autores, a distribuição espacial das chuvas é altamente influenciada pela disposição do relevo, pela atuação das frentes polares e pela continentalidade, onde configura quatro zonas de totais pluviométricos diferentes na região Sudeste. As zonas que interessam para este trabalho se referem à segunda zona, que apresenta pluviosidade destacada. Dispõem-se no sentido SE-NW, atingindo o oeste de Minas Gerais, com volumes em torno de 1.500 mm a 1.700 mm anuais. Coincidindo com a topografia da Serra da Canastra (noroeste) e a Serra da Mantiqueira (sudeste), reflete, dessa forma, a orografia na ocorrência das chuvas. Nessa região também se observa a ocorrência do equilíbrio dinâmico entre o anticiclone migratório polar e o sistema de alta pressão do Atlântico Sul, no verão, que por consequência, mantém a permanência das frentes polares, provocando precipitações intensas e prolongadas.
A terceira zona que mantém chuvas mais reduzidas, em torno de 1.250 mm e 1.400 mm, situa-se mais para o interior do continente, no caso, localiza- se mais para o centro-oeste mineiro, onde o fator gerador atuante das precipitações no local é a frente polar (NUNES et al., 2009). A entrada de massas polares torna-se um fator de peso para a alta variabilidade, pois a maior frequência induz a maiores totais pluviais; e quando há uma menor
frequência da atuação das massas polares, ocorrem anos mais secos, devido ao maior domínio dos sistemas intertropicais. Outro fator que tem grande influência na precipitação da região é a configuração e persistência da ZCAS, que tende a dificultar a entrada de massas polares, mantendo-as mais ao sul (NUNES et al., 2009).
3.6. Região Centro-Oeste
A região Centro-Oeste localiza-se no Planalto Central, com uma grande variedade de vegetação, sendo o pantanal sua maior área úmida do mundo, com uma vasta biodiversidade e a vegetação predominante é o cerrado. Sua área é em torno de 1.607.000 Km², sendo formada pelos Estados de Goiás, Mato Grosso do Sul, Mato Grosso e o Distrito Federal (ALVES, 2009).
Devido à diversidade dos fatores geográficos (latitude, relevo, vegetação entre outros), a região possui uma complexa variabilidade climática, sobretudo em relação à temperatura. A distribuição espacial e temporal da precipitação também é um fator marcante da região, isto é, o inverno é seco e com temperaturas amenas, enquanto que o verão é extremamente quente e chuvoso. Na região Centro-Oeste existe três tipos de climas: Cwa - temperaturas moderadas com verões quentes e chuvosos (áreas altas de Goiás e sul do Mato Grosso do Sul); Aw - temperaturas elevadas, chuva no verão e seca no inverno (prevalece em todos os estados); e Am - temperaturas elevadas com alto índice pluviométrico (na parte norte do Mato Grosso), de acordo com a classificação de Koppen (ALVES, 2009).
As características climáticas da região sofrem influência dos sistemas atmosféricos de origem tropical e extratropical, devido sua localização ser no subtrópico, ou seja, o setor norte da região recebe influência dos sistemas que atuam na região amazônica e o setor sul recebe a dinâmica dos sistemas extratropicais, assim como dos sistemas frontais (ALVES, 2009). A grande variabilidade de chuvas na região tem ampla relação com as condições atmosféricas decorrentes da interação entre diversas escalas temporais e espaciais, desde a escala planetária à escala local. A distribuição espacial da precipitação ocorre em média de 1.500 mm/ano, o que torna essa uma característica marcante da região, entretanto, no norte do Mato Grosso verifica-
